现代水文模型重点

1、今日不背书，明日死翘翘现代水文模型复习1_绪论-1u 流域水文模型的定义以一个数学模型来模拟流域降雨径流形成过程或融雪径流形成过程，即定量分析从降水、蒸发、融雪、截留、下渗、填洼、径流成分划分、坡地汇流和河槽汇流到形成流域出口断面的径流过程线的全过程。u 分类方法按模型构建基础分类；按对水文过程描述离散程度分类；其它分类（数学分类、模型结构、模型参数）；按时间尺度分类2_绪论-2u 降水成因 降水：水分以各种形式从大气到达地面统称降水。包括雨、雪、露、霜、冰雹等。u 土壤水分类和水分常数土壤水:存于包气带中的水称为土壤水，指吸附于土壤颗粒和存在于土壤孔隙中的水。 土壤水分常数：最大吸湿量、最大

2、分子持水量、凋萎含水量、毛管断裂含水量、田间持水量、饱和含水量。 最大吸湿量：在饱和空气中，土壤能够吸附的最大水汽量称为最大吸湿量。 最大分子持水量：由土粒分子力所结合的水分的最大量称为最大分子持水量。 凋萎含水量：植物根系无法从土壤中吸收水分，开始凋萎，开始枯死时的土壤含水量称为凋萎含水量。 毛管断裂含水量：毛管悬着水的连续状态开始断裂时的含水量。 田间持水量(field capacity)：土壤中所能保持的最大毛管悬着水量。 饱和含水量(soil moisture content saturation)：土壤中所有孔隙被水充满时的土壤含水量。 u 控制蒸发的条件 供水条件: 蒸发面存储的水

3、分多少 能量条件: 蒸发面上水分子获得能量的多少动力条件: 水汽输送条件u 下渗的三个阶段渗润阶段：分子力渗漏阶段：毛管力渗透阶段：重力u 四种产流机制发生的物理条件超渗地面径流（Rs）的产流机制 (1)要有界面，即地面(下渗能力fp)； (2)要有供水，即降雨(雨强i)； (3)要供水大于下渗，即i fp，rs= ifp。地下水径流（Rg）的产流机制 整个包气带土壤含水量达到田间持水量。壤中水径流（Rint）的产流机制 (1)包气带中必须存在相对不透水层，且上层土壤质地比下层粗； (2)至少要上层的土壤含水量达到田间持水量。饱和地面径流（Rsat）的产流机制 (1)存在相对不透水层，且上层土

4、壤的透水性远强于下层土壤的透水性； (2)上层土壤含水量达到饱和含水量。共同的基本物理条件： (1)在两种不透水性物质的界面上产生的； (2)上层介质的透水性必须好于下层介质的透水性。u 可能的径流成分组合u 不同水源在退水段上的终止时刻特征不同水源成分由于汇集到流域出口断面所经历的时间不同，因此在出口断面洪水过程线的退水段上表现出不同的终止时刻。槽面降水形成的出流终止时刻tr最早，坡地地面径流形成的出流终止时刻ts较次，坡地地下径流形成的出流终止时刻tg最迟。u 流域调蓄作用的概念和原因流域调蓄作用：在流域汇流过程中，随着洪水的涨落所呈现出的流域蓄水量增加与减少的现象。造成流域调蓄作用的物理

5、原因： 降水并非从一个地点注入流域； 实际上由于流域各处水力条件(如糙率、坡度、)不同，流域各处水质点的速度也将不同。换言之，流域上的流速分布是不均匀的。u 单位线特征单位线：是指单位时段内，均匀分布的单位净雨量在流域出口断面形成的地面径流过程线。单位净雨深一般取10mm，单位时段则依流域性质不同，取3、6、12、24h等。单位线反映了流域的坡地和河网综合调蓄后的洪水运动规律。倍比定律假定、叠加法则假定，上述两个假定是把流域视线性系统。u 河道洪水演算方法的分类河道洪水演算可采用水力学和水文学两类方法。u 马斯京根法的基本原理 马斯京根法依据的基本原理为水量平衡方程和槽蓄方程，其形式为： t(

6、I-Q)=W2-W1 （1） W=kxI+(1-x)Q （2）3_蒸散发u 流域实际蒸散发和潜在蒸散发的定义实际蒸发是指实际被蒸发的水分量；潜在蒸散发是指充分供水下垫面（即充分湿润表面或开阔水体）蒸发/蒸腾到空气中的水量，又称可能蒸发量或蒸发能力。u 土壤蒸发过程 土壤含水量W田：土壤中存在着自由重力水，土层中毛细管上下沟通，供水充分，土壤蒸发只受气象条件的影响。蒸发量大而稳定。 W断WW田：土壤中毛细管的连续状态将逐渐受到破坏，土层内部由毛细管作用上升到表面的水分也将逐渐减少，蒸发量与气象因素和土壤含水量有关。 WW断，这时毛管水不再连续，毛管向土壤表面输送水分的机制遭到破坏，水分只能以膜状

7、水形式或气态水形式向上层土壤表面移动。u 流域总蒸散发量的估算方法 估算流域蒸散发量的方法可概括为三类: (1) 基于彭曼假设的方法，(2) 基于互补理论的方法，(3) 基于水热耦合平衡的方法。 通常采用的方法是基于彭曼假设的方法，即认为流域实际蒸散发量与潜在蒸发量成正比，根据潜在蒸发量和流域内土壤及植被情况来估算。4_第二章 概念性水文模型 HBV模型u HBV模型对产汇流过程的描述（即模型框架）HBV模型是一个降雨-径流模型，它包括了流域尺度的水文过程的概念性数值描述。一般水量平衡方程的定义为：式中，P为降水；E为蒸散发；Q为流量；SP为雪盖；SM为土壤含水量；UZ为表层地下含水层；LZ为

8、深层地下水含水层；lakes为水体体积。HBV模型通常包括3个主要的子模块：积雪和融雪模拟；土壤含水量计算；河道流量演算。5_第二章 概念性水文模型 新安江模型u 新安江模型不同层次的功能u 流域蓄水容量曲线特征单增曲线唯一性（对一个固定流域而言，天然条件下）最小值可以是0（流域中存在不透水区域）u 水源划分（二水源计算）二水源划分结构：根据霍顿的产流概念，用稳定下渗率进行水源划分。u 水文模型参数概念及分类流域水文模型中表征流域物理过程的某些未知常量，即模型参数。按参数对模型模拟计算精度影响程度的大小，可分为敏感性参数和不敏感性参数；按参数所具有的意义，可分为物理参数和经验参数；按参数在流域

9、降雨径流形成过程中所起的作用，可分为蒸散发参数、产流参数、分水源参数和汇流参数；参数是否随时间变化，可分为时变参数和时不变参数。u 参数敏感性的定义参数敏感性(Parameter sensitivity)：模型参数值的适当改变对模拟结果和目标函数的影响程度。6_4.1 分布式水文模型概述u 分布式水文模型的定义分布式模型（Distributed model）：按流域各处地形、土壤、植被、土地利用和降水等的不同，将流域划分为若干个水文模拟单元，在每一个单元上用一组参数反映该部分的流域特性。u 建模特点和基本结构基于DEM的分布式水文模型具有以下特点： 具有物理基础，能够描述水循环的时空变化过程；

10、由于其分布式特点，能够与GCM（大气环流模式）嵌套，研究自然变化和气候变化对水循环的影响；同RS和GIS相结合，能够及时地模拟出人类活动或下垫面因素的变化对流域水循环过程的影响。7_4.2 基于DEM的流域数字特征提取u DEM定义及特点DTM: Digital Terrain Model，数字地形模型，是地形表面形态属性信息的数字表达，是带有空间位置特征和地形属性特征的数字描述。u 基于DEM提取流域特征的原理和主要内容原理：栅格的汇流累积量代表该栅格的水流量。当汇流量达到一定值的时候，就会产生地表水流，那么所有那些汇流量大于那个临界数值的栅格就是潜在的水流路径，由这些水流路径构成的网络，就

11、是河网。1）预处理：对平坦区域和闭合洼地的处理；2）流向：网格水流方向是指水流流出该网格的指向；3）水流累积量：直接或间接流经某一个网格的所有单元格的总数。每一个网格的水流累积值乘以一个单元格的面积尺寸（长和宽可能不相等），就可以得到该单元格上的上游集水面积；4）河网：水系流域中大大小小河流交汇形成的树枝状或网状结构；5）河流分级：水系拓扑学的特征表现之一；6）分水线、子流域划分：流域河网形成以后，可以确定整个流域界限并进行子流域的划分。确定流域界限必须要先确定整个流域的总出口。u 临界集水面积阈值的定义及其对提取河网的影响临界集水面积阈值CSA（Critical Source Area）：指

12、形成永久性河道所必需的最小面积。集水面积等于阈值的网格是河网的起点，集水面积最大的点是流域的出口。阈值的大小决定了河网提取的详细程度和精度，阈值越大，则提取出的河网越粗化。u 斯特拉勒分级法斯特拉勒(Strahler)分级法：定义从河源出发的河流为1级河流；同级的两条河流交汇形成的河流的级比原来增加1级；不同级的两条河流交汇形成的河流的级等于两者中较高者。8_4.3 VIC水文模型u VIC水文模型的特点对水循环过程，同时考虑了水分收支和能量收支过程，积雪融雪及土壤冻融过程，冠层蒸发、叶丛蒸腾和裸土蒸发，地表径流和基流两种径流成分的参数化过程，还考虑了基流退水的非线性问题。对于次网格，分别考虑

13、了地表植被类型的不均匀性、土壤蓄水容量的空间分布不均匀性和降水的空间分布不均匀性。u 考虑的径流成分u 上层土壤产生的是直接径流Qd；下层土壤产生基流Qb。9_4.4 SWAT模型u SWAT模拟的流域水文过程SWAT模拟的流域水文过程分为两大部分：水循环的陆面部分（即产流和坡面汇流部分）；水循环的水面部分（即河网汇流部分）。 前者控制着每个子流域内主河道的水、沙、营养物质和化学物质等输入量；后者决定水、沙等物质从河网向流域出口的输移过程。u SCS产流方法CN值可针对不同的土壤类型、土地利用和植被覆盖的组合查表获得，CN值是无量纲的反映降雨前期流域特征的一个综合参数，将前期土壤湿度、坡度、土

14、地利用方式和土壤类型状况等因素综合在一起。 10_4.5 分布式新安江模型和HMS （无）11_5.1 陆气耦合-引言u 资料同化资料同化是指充分利用观测资料（常规、非常规），结合预报模式，尽可能准确地给出大气或海洋运动真实状态的估计。u 天气预报内容形势预报、要素预报第一步形势预报是对天气系统（高压、低压、锋面等）的移动、强度、变化和生成、消亡的预报；第二步要素预报是对气温、气压、湿度、能见度、风、降水等要素和天气现象的预报。两者密切相关，一个地区天气的变化决定于天气系统的变化，所以形势预报是要素预报的基础，是气象要素预报的基本依据。u 数值天气预报概念将支配大气运动的偏微分方程，以观测值为

15、初始条件，利用计算机的数值解法(时间积分)求得的预报称为数值天气预报。12_5.2-5.3 WRF+VIC耦合u 陆气相互作用定义陆气相互作用是指陆面和地表附近大气通过物理、动力和水文过程而相互作用的现象。u 大气模式输出的降尺度方法分类动力降尺度、统计降尺度（回归方法、环流分型技术、天气发生器）14_水文模型的校正u 水文模型预报误差来源水文预报实时校正所依据的基本资料是水文预报模型的预报值与实测值的差值，即预报误差。预报误差的来源大致有如下几个方面。(1)模型结构误差 预报方案采用的预报方法或水文预报模型都是对实际流域进行概化后建立的，例如将空间分布的水文气象要素表示成流域上平均值的处理；

16、将水文循环过程进行人为分离，并用不同程度简化的模型予以描述等，这样不完善性处理引起的误差称为模型结构误差。(2)模型参数估计误差 水文模型中的参数不论采用何种方法优选率定，即为模型参数识别，其识别的模型参数对其值来讲，总是存在着误差的。另外，根据各场洪水优选的模型参数，它反映的是以往各场洪水平均最优的情况，而对某一特定场次的洪水，它并非是最合适的。(3)模型输入资料误差进行水文预报所输入的资料通常是降雨、流量和蒸发量，这些资料或由实测获得，或根据天气预报估算得到。前者存在着测验和时段统计平均误差，后者则存在着相当大的预报误差。u 实时预报校正内容为了提高洪水预报精度，就必须尽量减少预报误差。根

17、据预报误差来源的不同，实时预报校正可采用如下方法。1.对模型参数的实时校正采用这种方法认为水文预报方法或水文模型的结构是有效的，只是由于存在数据的观测误差，导致率定的模型参数不准确，或是率定的模型参数对具体场次的洪水并非最优。因此，在实际作业预报过程中，根据实际的预报误差不断地修正模型参数，以提高此后的预报精度。对模型参数进行实时校正的方法有最小二乘估计等算法。2.对模型预报误差的实时校正对已出现的预报误差时序过程进行分析，寻求其变化规律建立合适的预报误差模型，通过推求未来的误差值以校正尚未出现的预报值，从而达到提高预报精度的目的。3.对模型的状态变量进行估计预报模型中能控制当前及以后时刻系统

18、状态和行为的变量，称为状态变量，对状态变量的估计，是认为预报误差来源于状态估计的偏差和实际观测的误差，通过实时修正状态变量来校正以后的预报值，从而提高预报精度。u 组合预报的背景及特点在实际应用中，单选取某一种模型的预报，效果往往不理想，原因在于：每一种模型都有它适用的环境，而流域的各类环境都是在实时变化的，我们很难通过某一种模型结构就能完全适应这种变化，因而使得预报结果不稳定。当选用某种模型对某一次洪水作预报时，或许效果让人们很满意；然而当把它用于另一场洪水的预报中，由于各种条件改变，又可能达不到满意的效果，这时别的模型预报效果可能更好一些，也就有了应用流域最优模型选择的争论。“水文模型组合预报”，就是通过模型权重系数放大某个模型的优点，减少该模型自身缺点对预报结果的影响，然后把多个模型的优点组合起来，可以一定程度上减小模型误差，避免了对某流域最优预报模型选择的争论，也可以在某种程度上提高洪水预报精度，并且大大增强了洪水预报结果的稳定性。u 水文模型不确定性水文模型一